Инверсия температуры

Падение температуры с увеличением высоты – это нормальная ситуация в тропосфере. Инверсия – рост температуры воздуха с увеличением высоты. Различают приземную и приподнятую инверсии.

Приземная инверсия начинается от самой подстилающей поверхности. Самая низкая температура воздуха у подстилающей поверхности и с увеличением высоты растет. Рост может наблюдаться на высоту десятки и сотни метров. Приземная инверсия возникает вследствие ночного радиационного выхолаживания подстилающей поверхности – такие инверсии называются радиационными. Приземные инверсии бывают как весной, так и зимой (земля холодная, а воздух теплый). Рельеф местности усиливает инверсию, охлажденный воздух стекает в пониженные места и при его движении происходит дополнительное охлаждение. Радиационные инверсии связанные с особенностями рельефа часто называются орографическими.

Приподнятая инверсия наблюдается в некотором слое атмосферы над земной поверхностью, чаще всего основание инверсии находится в тропосфере на высоте около двух километров. Диапазон температур может колебаться от одного до 10 – 15 С, мощность инверсионного слоя от нескольких десятков до нескольких сотен метров.

Тепловой баланс системы Земля-атмосфера

Академик С. П. Хромов писал: «Земля в целом, атмосфера в отдельности и земная поверхность находятся в состоянии теплового равновесия, если рассматривать длительный период наблюдений. Приток и отдача тепла равны или почти равны».

Рис. 4 Радиационный баланс Земли

Земля получает тепло, поглощая солнечную радиацию в атмосфере и особенно на земной поверхности. Теряет тепло путём излучения в мировое пространство длинноволной радиации земной поверхности и атмосферы. Приток и отдача тепла с верхней границы атмосферы должны быть равны.

Атмосфера получает тепло, поглощая солнечную и земную радиацию и теряет, отдавая его

Радиационный баланс земной поверхности за год может быть, либо положительным, либо вверх (в космическое пространство) и вниз (на Землю). Атмосфера обменивается теплом с земной поверхностью нерадиационным путём. Тепло переносится от земной поверхности в воздух или обратно путём теплопроводности. Тепло также затрачивается на испарение воды с подстилающей поверхности, затем оно выделяется в атмосфере при конденсации водяного пара.

И, наконец, на земной поверхности уравновешиваются приток тепла вследствие поглощения солнечной и атмосферной радиации, отдача тепла путём излучения самой земной поверхности и нерадиационный обмен теплом между ней и атмосферой.

Если за 100 единиц принять солнечную радиацию, входящую в атмосферу (рис. 5): из них 23 – отражаются облаками и уходят в мировое пространство; 20 - поглощается воздухом, облаками и идут на нагревание атмосферы; 30 – рассеиваются в атмосфере (из них 8 – уходят в мировое пространство). До земной поверхности доходят 27 единиц прямой и 22 единицы рассеянной радиации; из них 25 + 20 единиц поглощаются и идут на нагрев верхних слоёв почвы и воды, а 2 + 2 отражаются и уходят в мировое пространство.

Итак, с верхней границы атмосферы в мировое пространство уходит 35 единиц солнечной радиации, т.е. альбедо Земли 35 %.

Для сохранения радиационного равновесия, необходимо, чтобы в мировое пространство уходило ещё 65 единиц длинноволнового излучения.

Земная поверхность поглощает 45 единиц прямой и рассеянной радиации. К земной поверхности также направлен поток длинноволнового излучения атмосферы. Атмосфера, соответственно своим температурным условиям, излучает 157 единиц энергии, из них: 102 направлены к земной поверхности и поглощаются ею, а 55 – уходят в мировое пространство. Всего земная поверхность поглощает 147 единиц тепла. При тепловом равновесии она столько же тепла должна терять. Путём собственного излучения земная поверхность теряет 117 единиц тепла, еще 23 единицы расходуется при испарении воды. Путём теплопроводности в процессе теплообмена между земной поверхностью и атмосферой, поверхность теряет 7 единиц тепла (тепло уходит то неё в атмосферу в больших количествах, но компенсируется обратной передачей, которая на 7 единиц меньше). Всего земная поверхность теряет 147 единиц тепла, т.е. сколько получает, поглощая солнечную радиацию.

Из 117 единиц длинноволнового излучения земной поверхности, поглощается атмосферой 107 единиц, 10 – уходят в мировое пространство.

Атмосфера поглощает 20 единиц солнечной радиации, 107 единиц земного излучения, 23 единицы тепла при конденсации водяного пара и 7 единиц в результате теплообмена с земной поверхностью. Всего это составит 157 единиц энергии, т.е. столько, сколько атмосфера излучает сама.

Через верхнюю границу атмосферы проходит 100 единиц солнечной радиации, уходит обратно 35 единиц отражённой и рассеянной солнечной радиации, 10 единиц земного излучения и 55 единиц атмосферного; итого – 100 единиц.

Радиационный баланс земной поверхности за год является положительным или отрицательным в зависимости от широты места. Избыток или недостаток радиации в отдельных зонах компенсируется нерадиационным теплообменом между земной поверхностью и атмосферой.

В процессе теплообмена земная поверхность теряет 7 единиц радиации. Передача тепла в этом случае стимулируется общей циркуляцией атмосферы, т.е. в переносе воздуха из одних широт в другие (в адвекции воздушных масс).

Тёплые воздушные массы, притекающие в высокие широты, отдают там своё тепло, повышают температуру атмосферы; холодные массы, попадая в низкие широты, забирают путём теплопроводности избыточное тепло от земной поверхности, при этом снижается температура атмосферы. В результате в атмосфере устанавливается более равномерное распределение тепла по земному шару. Если бы температура воздуха распределялась только в соответствии с лучистым равновесием, то среднегодовая температура на полюсе была бы – 44 С, а на экваторе + 39 С; на самом деле – 22 С и +26 С. Путём адвекции в земной атмосфере из низких широт в высокие переносятся огромные количества тепла.